主要变晶矿物及其成分特征

1、（一）岩石类型及基本特征1、板岩类：多分布于滑天坡组、陈家坝组、油房组、邱家河组以及灯影组中。主要类 型有绢云母板岩、粉砂质绢云母板岩、绢云母石英板岩、 含黄铁矿绢云母石英板岩、炭质板 岩、含炭质硅质板岩、硅质板岩、斑点板岩等，岩石普遍具变余泥质结构、变余泥质粉砂状 结构，变余层理结构、斑点构造、板状构造。主要变晶矿物成分绢云母、炭泥质、石英、黄 铁矿、方解石、铁白云石等。根据片状矿物的定向组构，可以区分 2 期片理，局部可见原生 层理S。但大部分岩石变质程度都不高，依据变余结构构造等可以判别其为弱变质的副变2、千枚状板岩类：常见于滑天坡组中。主要类型以钙泥质绢云母千枚状板岩、千枚状粉砂质板岩

2、为主。多为黄灰浅灰色，板状、千枚状构造及斑点状构造，具弱的丝绢光泽。 具鳞片变晶结构、粒状鳞片变晶结构、鳞片粒状变晶结构、斑状变晶结构、变余泥状粉砂状结构；广泛发育区域透入性劈理Si。主要变晶矿物为长轴定向的石英颗粒及细小鳞片状定向排列的绢云母、 绿泥石以及构造期后静态重结晶形成的星散状自形方解石等。在部分千枚状板岩中不均匀地含褐色铁白云石、 镁菱铁矿、 黄铁矿变斑晶， 变斑晶呈眼球状或透镜体 状，大小一般 25mm左右，具压力影构造。原岩为细-粉砂质较重的沉积岩，原碎屑颗 粒石英现已重结晶， 呈不规则齿状缝合接触， 原胶结物已变质结晶成绢云母、绿泥石等，呈 定向、半定向构成结晶片理 Si及千

3、枚状构造。3、千枚岩类：黄灰银灰色，千枚状构造、斑点状构造，片理面具有丝绢光泽。以黄坪组中最为发育， 出现于一套塑性相对较强的不能干泥质岩层内， 塑性流变较大。 岩石普遍 发育I期劈理Si及II期劈理S2,局部可见到原生层理 So。随变质程度由弱变强岩石变形强 度亦呈增强趋势， 岩石颜色则呈黄灰绿灰灰银灰色变化。 此外， 岩石内还发育有无根 钩状石英脉（图4-7）、S-C构造（图4-5）、膝折及揉皱等变形构造。根据变质矿物组成及 相对含量， 千枚岩类主要岩石类型有：绢云母千枚岩、绢云母石英千枚岩、绿泥石绢云母千枚岩、含黄铁矿石英绢云母千枚岩、含铁白云石（镁菱铁矿）绢云母千枚岩（图版X-6 ）、

4、炭质绢云母石英千枚岩等。 并以绢云母千枚岩、 绢云母石英千枚岩、 绿泥石绢云母千枚岩为 主。镜下具鳞片变晶结构、粒状变晶结构、粒状鳞片变晶结构、斑状变晶结构，皱纹构造及旋转构造等。薄片中广泛发育区域透入性劈理Si。主要矿物为绢云母，石英、绿泥石等，绢云母呈细小鳞片状定向排列，呈无色浅绿色与绿泥石共生，由于颗粒细小，难以分辨； 受应力作用呈细小揉皱。 石英分两种， 一种为原岩内碎屑石英颗粒重结晶形成， 一种为后期 充填的石英细脉， 受力破碎或错断形成牵引褶皱或布丁体构造。 绿泥石亦分两种， 一种为细 小鳞片状与绢云母共生， 一种为顺片理方向以变斑晶形式呈眼球体构造被变基质绢云母等包 绕。根据绢云

5、母等矿物的定向特征， 可以区分 2 期劈理。 在部分千枚岩中不均匀地含铁褐色 或褐红色铁白云石、 镁菱铁矿或黄铁矿变斑晶， 绝大部分顺千枚理排列， 变斑晶呈菱形及它 形粒状，大小一般 25mm左右，最大达10mm，定向拉长，具压力影构造。部分薄片可根 据炭泥质等原生条带区分 So,多与后期片理斜交。几种主要类型千枚岩的镜下特征如下：4、变质砂岩类：分布较广，多见于滑天坡组、陈家坝组和油房组中。主要有变质石英 粉砂岩、 变质岩屑石英细砂岩、 变质岩屑石英砂岩及变质长石石英细砂岩、 变质长石石英砂 岩等。绿灰灰色,具变余砂状粉砂状结构,弱定向构造,斑点状构造,不同程度发育Si板劈理。主要成分为变余

6、的长石、石英碎屑以及变晶石英、绢云母、方解石、白云石等。 方解石、 白云石呈星散状不均匀分布, 无明显定向, 其形成要晚于主变质期形成的定向分布 的绢云母、石英等变晶矿物。5、结晶灰岩类：主要以夹层、透镜体见于滑天坡组、灯影组及车家坝组三段变质地层内。由各种原生灰岩经过变质重结晶而形成,按晶粒的大小可细分为粉晶灰岩、细晶灰岩、 粗晶灰岩、 砂质结晶灰岩、 结晶白云质灰岩等, 具微晶粉晶细晶变晶结构或变余含生物 碎屑粉晶微晶结构,主要矿物成分为白云石、方解石,少量绢云母、石英、炭质物等。有 时含介壳或腕足类生物碎屑及棱角状石英碎屑（图版幻-3）;生物碎屑基本已重结晶为方解石,弱变形。此外, 滑天

7、坡组一段千枚岩、 板岩、 变质细粉砂岩中偶见有厚度不大的浅灰色灰白 色石英岩夹层,具变余粉砂状结构,变余层理构造;系由石英粉砂岩经区域变质而成。（二）主要变晶矿物及其成分特征 岩石薄片镜下观察表明,本区区域变质岩在变质过程中形成的变晶矿物主要有绢云母（Ser）、石英（Q）、绿泥石（Chi）、铁白云石（Ank）、方解石（Cal）、镁菱铁矿（Mg-Sd ）、 黄铁矿（Py）及少量钠长石（Ab）等，尽管不同岩石中各矿物的相对含量有差异，但其主 要的变质矿物组合仍是 Ser+Chl+Q± （Ank、 Mg-Sd、 Cal） ;矿物以鳞片粒状变晶结构为主, 矿物颗粒细小,矿物化学成分分析是在成

8、都理工大学构造与成矿成藏重点实验室用 EPMA-1720 型电子探针完成的。其中几种主要变晶矿物特征如下：。3、铁白云石、镁菱铁矿千枚岩中不均匀地含有铁白云石、 镁菱铁矿等变斑晶， 呈铁褐色或褐红色， 形态为菱形 及它形粒状，大小一般 0.2 >0.5cm，最大达1cm，绝大部分顺千枚理排列，受力作用显示拖 尾构造(图版幻-4)。区域上呈带状分布。在薄片内显示褐红色或棕褐色，变斑晶内含石英 微晶等残缕矿物，裂纹及解理发育， 具微弱旋转结构。在有些斑点板岩内， 可见极小的铁白 云石、镁菱铁矿等雏晶，呈菱形星散状分布，无明显应力改造现象。铁白云石、镁菱铁矿等 是岛状基型的碳酸盐矿物， 前者为

9、同白云石菱钡镁石族白云石亚族化学置换系列中的一个 成员，化学组成中除钙以外，以铁为主，铁与镁组成完全类质同象代替，电子探针分析(表 3-7)得出的化学式为 Ca(Fe,Mg)(CO 3)2。后者镁菱铁矿为同方解石族简单岛状碳酸盐矿物系中的一员，化学组成中以铁、镁为主，铁、镁组成完全类质同象代替，在本区岩石内探针分 析的结果（表 3-7）显示其化学式为 （Mg,Fe）CO 3。这两种矿物均能在热液作用、风化作用、 沉积作用下形成，而本区浅变质岩中碳酸盐矿物变斑晶应属同构造期变质作用的产物。4、石英石英是测区区域变质岩石中含量较多的矿物之一。 矿物形态不一， 部分为微细变晶矿物， 部分则以变余粉、

10、 细砂屑的形式存在于浅变质岩中， 应为稳定矿物； 后期充填的无根钩状石 英脉中部分石英以动态重结晶的形式存在。石英遭受变质重结晶、变形等作用，呈拉长状、 透镜体状、竹节状、片状定向，多具波状消光现象。（三）茂县群浅变质岩岩石化学特征及原岩性质 本次对采自茂县群黄坪组、滑天坡组 19 件代表性变质岩样品进行了全岩化学分析。从分析结果（表 3-8、表3-9）看，样品中的 SiO2含量在11.08%70.36%,平均值59.59% ;AI2O3含量在1.85%19.95%，平均15.18%，含量高，变化大；全碱（Na2O+K2O）含量为0.76% 6.64%，平均 4.62% ； K2O/ Na 2

11、O 值为 0.627.46，平均 3.26 ； CaO 含量为 0.22% 45.64%，平均3.70%，黄坪组样品中的 CaO含量明显低于滑天坡组；MgO/CaO值为0.0315.56，平均7.09 ； F02O3和FeO为1.1%7.42%，平均6.09%。这些特征与沉积变质岩的特 征基本类似。Tarney.J （1976）在研究北大西洋克拉通太古代强变质片麻岩的成因时提出来 用TiO2和SiO2的重量百分数为横纵坐标划分正副变质岩，他根据大量的岩石化学分析资料，发现沉积岩和火成岩中TiO2和SiO2的含量均为负相关关系，但在SiO2含量相同的情况下，沉积岩一般比火成岩含有较高的TiO2

12、（大约高0.6%左右），据此，他划出了区分二者的分界线,并有一定量的数据证明了此图在一定情况下是有一定的意义的,其最大的优势在于其使用起来十分简便, 在国外常被广泛应用于区分变质沉积岩或变质火成岩,尤其对区分碎屑沉积岩和中酸性火成岩效果较好。 然而在利用此图为对本区的浅变质岩投点时却发现, 在区分 正副变质岩的TiO2-SiO2图解（图3-11）中样品几乎全部落入火成岩区，接近火成岩及沉积 岩区的界线, 但是这与岩石在野外露头和镜下的特征不太相符, 可能因为此图在区分正、 副 变质岩的效果上不是那么明显。据此推测这 19个样品可能含有火成岩成分,如火成岩碎屑 等。于是采用了尼格里四面体图解（图

13、 3-12）,这是尼格里（ P.NiggIi, 1954）采用尼格里值 表示不同类型岩石的化学成分特征时提出来的， 它是早期应用岩石的化学成分恢复变质岩原 岩类型的图解之一， 在国内外被广泛应用与变质岩原岩成因的研究。 在计算尼格里值重要的 四个参数时发现，四件滑天坡组的样品，其主量元素特征与黄坪组差别较大，以富 CaO 贫AI2O3为特点，这与黄坪组地层的特点刚好相反。而滑天坡组样品的岩性分别为变质岩屑石 英粉砂岩、 变质含粉砂质绢云母板岩、 残余生物碎屑结晶灰岩、 变质白云质钙质岩屑石英砂 岩，原始的沉积岩结构构造及生物碎屑清楚可见。 因此可以断定其为副变质岩， 且为碎屑沉 积岩及化学沉积

14、岩， 这与图中投点的结果基本一致， 但数据点PM15-25b1 （变质钙质细粒石 英砂岩）投入了火成岩区。而针对原岩特征比较模糊的黄坪组地层的样品，在图3-12 中可以发现，数据比较集中，主要落在粘土质沉积区，仅PM41-15b1 （变质白云质石英粉砂岩）数据大量的研究结果表明， 尼格里四面体图对变质沉积岩有一定的误差率，也就是说凡是投在沉积岩区的变质岩其原岩类型基本上是沉积岩，而投在火成岩区的变质岩则不能肯定其原岩类型都是火成岩，也有可能是沉积岩。而通过谢缅年科（H. n . CeMe Hiek）所提出的ACF判别图分析原岩成分是运用更为广泛的方法，他认为在变质作用过程中H2O、CO2、K2

15、0和Na20都属于活动组分，它们的含量在变质过程中容易发生变化；因此，为了表示变质岩的 化学特征并对其进行分类，以及各种主要造岩组分之间的比例关系，谢缅年科选择的主要造岩组分中排除了这几种氧化物并提出了A （铝质指数）、C （钙质指数）、F （铁质指数）、M（镁质指数）这4个系数。图解以 A、C、FM作为等边三角形的 3个顶点。根据224个成 因类型明确的变质岩岩石化学分析资料的计算结果，将变质岩的原岩类型划分为11个组和亚组。该图解的优点是能区分较多的原类型，包括各种沉积岩及火成岩，因为在选择的组份中没有利用活动性较大的K20和Na20,因此计算结果不易受交代作用的影响。如图3-13所示，将

16、茂县群19个样品的点投在 A-C-FM判别图上，滑天坡组样品有两个投入了粘土岩 及亚杂砂岩区域，另有PM15-12b1 （含粉砂质绢云母板岩）投在钙质碳酸盐岩区域、PM15-25b1 （变质白云质钙质岩屑石英砂岩）投入了钙硅酸盐岩及石英岩区；而黄坪组样品 数据落点相对集中，主要投在粘土岩及亚杂砂岩区，同样也是仅PM41-15b1（变质白云质石英粉砂岩）样品数据点落入钙硅酸盐岩及石英岩区。此图的缺点在于：在4个系数的计算中没有考虑Si02的含量，因此使酸性火山岩与富铝粘土岩、中性及碱性火山岩与杂砂岩、硅 铁质沉积岩与超基性岩、石英岩与钙硅酸盐岩投在同一个区内。同尼格里四面体图解类似， 数据点PM

17、15-25b1及PM41-15b1落点比较特殊，落入钙硅酸盐岩及石英岩区。但是根据岩 石学特征和岩石化学特征的对比，可以确定这两件样品不可能为石英岩，钙质较重，变质砂状结构，故属钙硅酸盐岩无疑。大量的数据表明，在恢复变质岩原岩类型上使用西蒙南图解（A.Simonen ,1953）可信度较高。为此选择了黄坪组15个数据进行了投点分析验证，因为该图只适用SiO2含量在24%77%之间的样品，而黄坪组的 15个数据全部都在此范围内，可 以使用该图。从图 3-14中可以看出，有 14个数据点落入泥质沉积岩区，其中又有3个点落在向砂质沉积岩区过渡的泥砂质沉积岩区；也是仅PM41-15b1 （变质白云质石

18、英粉砂岩）投入了火成岩区。由此可见以上利用常量元素进行的图解判别分析结果是正确的。综上所述，可以初步认为本区的岩石原岩类型与泥质-泥砂质沉积岩关系密切，而并非火成岩。这与岩石宏观判断结论基本一致。虽然有人认为茂县群板岩、千枚岩原岩为沉火山岩向正常沉积岩的过渡类型，但本区内茂县群地层全部由正常沉积岩变质形成。本区变质岩原岩为泥质-粉砂质沉积岩，沉积厚度巨大，为边缘海或陆表海泥质岩类复理石、碳酸盐岩建 造，这与区域上显示的陆棚相沉积一致， 是扬子古陆缘向古特提斯延伸的次稳定性浅海陆棚 半深海环境。根据各类变质岩残留的变余结构、构造、岩石组合、产状特点，并结合其岩石地球化学 特征，可判断：本区黄坪组

19、、滑天坡组、陈家坝组、油房组、邱家河组、灯影组均为副变质 岩；其中，绢云母板岩、千枚岩类的原岩为泥质岩、粉砂质泥岩；变质砂岩、粉砂岩类的原 岩为砂岩、粉砂岩；结晶灰岩、结晶白云岩类的原岩为各种灰岩、白云岩。（四）主变质期 T、P 条件及变质相 区内九顶山地层小区内地层遭受变质作用后多变为矿物组合相对单一的板岩、千枚状 板岩、千枚岩、变质砂岩、结晶灰岩、结晶白云岩等，各类浅变质岩中主要变质矿物为绢云 母、石英、绿泥石、钠更长石、方解石、铁白云石、镁菱铁矿等。由于遭受变质的各地层 单元原岩建造、 所属推覆体及构造位置等的差异， 它们的变质程度不尽相同。 黄坪组变质后 达千枚岩级别， 而滑天坡组、

20、陈家坝组、 油房组、 邱家河组、 灯影组变质后多为板岩级。 四 川省区域地质志 将其划归区域动力热流变质岩， 但岩石中并未出现泥质原岩低绿片岩相常 见矿物黑云母、白云母等。主要的变质矿物共生组合为：（1）Ser+Qz土 Chi （绢云母千枚岩）（2）Ser+Chl+Qz± Ab （绿泥石绢云母千枚岩、绢云母绿泥石千枚岩、粉砂质绿泥石 绢云母千枚岩）（ 3） Ser+Qz± Chi ± Ab （石英绢云母千枚岩、绢云母石英千枚岩、粉砂质绢云母石英 千枚岩）（4）Ser+Cal+Qz （方解石绢云母千枚岩、钙质粉砂状板岩）（5）Qz+Fs+Ser （变质砂岩、变质粉细

21、砂岩）（ 6） Cal+Do+Qz+Ser （结晶灰岩、结晶白云质灰岩、结晶灰质白云岩） 从上述标型变质矿物组合可以看出， 本区区域变质岩应属区域低温动力变质作用而形成 一套低绿片岩相的变质产物。类似于本区的浅变质岩石， 由于变晶矿物粒度细小， 又缺乏其它特征变质矿物， 其主变 质期温度压力条件的精确界定较为困难。 目前有报道的关于泥质原岩低绿片岩相浅变质岩的 地质温压计很少， 且精度不高。 本报告仅根据本区地质条件结合变质矿物组合及矿物化学成 分等，对主变质期的温压条件进行初步估算。一般认为富泥质原岩的绿片岩相变质作用形成的温度下限为300400C，本区浅变质岩的常见变质矿物组合为石英 +多

22、硅白云母 +绿泥石 ±（铁白云石、镁菱铁矿、方解石） ，属低绿片岩相，其温度下限可能还要低，有人认为可低至250 C左右。根据目前已有的研究，绿泥石成分对形成时的物理化学条件相对比较敏感，前人利用各种地热体系、热液体系总结了不少通过绿泥石成分和结构变化特征来估算它的形成物理化学 条件的经验公式，其中绿泥石成分温度计是确定变质温度的最重要的手段之一。Catheli neau在80年代末通过研究墨西哥的Los Azufres地热体系中安山质岩石受热蚀变形成的绿泥石成分和测温数据的联系，发现四次配位的Al IV和温度之间呈良好的正相关关系，并且如主岩成分、地热流体温压条件等因素对这种正相关

23、关系的影响十分微弱。之后Cathelineau还研究了 Salton Sea地热体系的数据，并在1988年提出了一组基于氧原子数等于14的有效温度方程：t/C =-61.92+321.98AI IV这组温度方程一经提出后，经许多地质学者用不同地热系统测井数据的验证，证明了其温度估算值有一定可信度。谭靖等人也认为，在Al饱和的中基性蚀变岩石、泥质岩或低级变质岩中，使用Cathelineau (1988)回归方程估算温度能真实地反映其实际结晶温度，并 且不必对温度计进行Fe/(Fe+Mg)校正。本区低级变质岩中的绿泥石与富Al矿物绢云母共生，均属于Al饱和型绿泥石，用 Cathelineau (

24、1988)绿泥石成分温度计估算的温度值如表3-10所示，平均温度为 348.24 C。为了验证上述温度计的可靠性，进一步利用库托夫(KoToB )在1975年建立的白云母-绿泥石地质温度计(转引自张儒瑗等，1983)计算，该温度计建立在对共存的白云母和绿泥石之间Al VI的分配特征上，通过计算参数XaiMs、XAlChl的值投在Al VI分配等温线图上来获得结晶温度区间。参数XaiMs、XAlChl分别代表白云母和绿泥石中六次配位Al与所有六次配位阳离子数的比值，计算公式如下：Xai=A1 VI/(Al VI+Mg+Fe+Mn+Ti)。将本区计算获得的Xa严、XAiChl参数投在白云母绿泥石共

25、生矿物对Al分配等温线图(图 3-15) 上获得的矿物形成温度区间为300400 C,相对集中，仅个别样点超出此范围。绿泥石成分温度计所计算的温度与等温线投图所获得的温度区间一致，证明其估算温度可信度较高。Velde ( 1976)通过实验研究总结的多硅白云母中Si离子数等值条件下的温度压力平衡规律的函数关系表明，多硅白云母的Si离子值与温度呈正相关关系，而与压力呈负相关关系。在一定温度下，多硅白云母的Si离子值可作为确定压力范围的标志，并绘制了多硅白云母的P-T稳定曲线，在已知白云母形成温度及其成分后，可利用此曲线通过图解获得其压力范围。该图解得到了众多实验数据的支持，证明了其良好的适用性。

26、由于本区绿泥石、绢 云母为共生关系， 它们形成于同一温度压力条件。 根据这点， 按照前述绿泥石成分温度计计 算所得的绿泥石形成温度，以与其伴生的多硅白云母 Si 离子数为标准在 P-T 稳定曲线（图3-16）上投点，除个别数据外，绝大多数样品点集中在0.2550.309GPa的压力值范围。由此，本报告认为茂县群黄坪组地层的主要变质温度为345 C左右，压力为 0.27GPa左右。都城（ 1972）根据温度压力梯度的变化范围把区域变质作用划分为三个基本类型及两 个过渡类型， 并以变质相系 p-T 图解表达。 在该图解上， 本区的温度压力范围属中低压区 域变质相系，其温度梯度6025C/km。此温

27、压区间在 Winter（2001）变质相的p-T区间图解（图 3-17）上位于葡萄石绿纤石相向绿片岩相过渡区间， 属低绿片岩相； 按 Winkler（1976） 的观点其变质级为低级。综上所述，本区浅变质岩主变质期遭受变质的温压条件为低温中低压环境，大致范围为T=330400 C或略低，P=0.2550.309 GPa或略高，总体上属区域低温动力变质作用 中低压变质相系中的低绿片岩相， 结合主要的标型变质矿物组合绢云母+绿泥石 +石英 ±Ab（±铁白云石、 镁菱铁矿、 方解石） 来看， 相当于绢云母绿泥石带， 亦即巴洛 20 世纪初 （G. Barrow ， 1912）所提

28、的绿泥石带。二、动力变质岩动力变质岩主要呈带状或线状分布于测区北部各脆性断裂和韧脆性断裂带中，沿梨树坝断层（F05）、陈家山断层（F07）、马伏山断层（F11）、松林坡断层（F13）等十余条北东向 断裂构造及三堆地区众多飞来峰构造周边的滑动断层发育。断层虽以压性逆断层和剪切性质为主，但有韧性、脆性及脆韧性、韧脆性之分，由于这些断裂构造形成和活动时间、断层性 质、规模不尽相同， 且常具多期活动及脆韧性叠加等特点，形成的动力变质岩类型也复杂多样。根据其岩石结构、 构造及变质矿物特点， 可将测区动力变质岩分为碎裂岩和糜棱岩两大 系列，其主要类型和岩石学特征如下。（一）糜棱岩系列 测区糜棱岩系列岩石略

29、少，主要分布于测区的北部。北部地区属龙门山后山变质地带， 发育有许家沱（F01）、曹家梁（F02）、大树垭（F03）、杨家湾（F04）、梨树坝（F05）、何 家坪（F06）、陈家山（F07）等多条形成时代较早的韧性断裂构造，沿韧性断层带（特别是 区域性的F05、F07）广泛发育较深层次的变质产物一糜棱岩带。糜棱岩带宽度不一，最宽可达50m左右，窄者数米，属中-深部构造层次的动力变质岩，成因上以韧性剪切变形为主，形成时代较早， 多为印支期燕山期变形产物； 卷入地层主要为志留系滑天坡组、 黄坪组及 少量震旦系、寒武系、奥陶系。韧性断裂带内，因原岩性质、韧性剪切变形或糜棱岩化作用 强度的差异，可形成

30、不同的糜棱岩系列岩石。1、糜棱化岩石：分布于韧性断层带的外侧。灰色、深灰色、黄灰色、绿灰色等，糜棱 结构、变余砂状、粉砂状结构，千糜状构造、眼球状构造。含少量长石、石英碎斑，碎斑边 界模糊，具丝状或波状消光；基质多为炭质、绿泥石、绢云母等。原岩为泥质粉砂岩、粉砂 岩、砂岩（图版幻-5）、灰岩、板岩（图版幻-6）等。2、糜棱岩及初糜棱岩：多分布于韧性断层带内部。灰色、褐灰色、深灰色，具糜棱结构、碎斑结构，千糜构造、条带状构造、眼球状构造；具明显的构造线理、面理或韧性流劈 理构造。新生变质矿物为绢云母、绿泥石，重结晶矿物主要为石英、长石及炭质等，强烈动 态重结晶， 长英质矿物具明显的波状消光、亚颗

31、粒构造、 丝带构造；重结晶矿物和新生鳞片 状矿物明显定向分布形成千糜状构造， 并常具小型揉皱。 初糜棱岩中碎斑粒径较大， 呈透镜 状、眼球状，呈拉长拖尾及明显的塑变流动现象（图版幻-7 ）。3、千糜岩或千枚状糜棱岩：仅见于韧性断层带中央应力强烈集中部位。重结晶程度更 高，粒度细腻，部分为隐晶质，具明显的构造面理、线理或韧性流劈理等定向构造；矿物多 发生重结晶并有大量新生矿物的形成， 尤其是片状矿物如绢云母、 绿泥石等， 沿片理面分布 形成似千枚状构造， 片理面具明显的丝绢光泽， 加之韧性断裂多发育在九顶山地层小区志留 系细碎屑岩地层内， 有强烈动力变质作用形成的千糜岩或千枚状糜棱岩其外表特征与

32、区域变 质作用成因的千枚岩十分相似，野外很难难区分。（二）碎裂岩系列碎裂岩类多分布于测区各脆性断裂带中，如苟家坪断层（F08）、大茅山断层（F09 ）、蒋家槽断层（F10）、马伏山断层（F11）、石山子断层（F12）、松林坡断层（F13）、斑竹垭 断层（F14）以及各飞来峰周边的断层带上，北部各韧性断层如梨树坝断层（F05）、何家坪断层（F06）、陈家山断层（F07）,由于后期脆性变形作用的叠加也有部分碎裂岩的发育。 碎裂岩类属浅表构造层次变形产物， 成因上以脆性变形为主， 特点是岩石由棱角状、 次棱角 状或圆滑的岩石碎块、矿物碎粒以及数量不等的隐晶质碎基（粉末状搓碎物及重结晶物质） 组成，碎

33、块和碎粒大小不一，杂乱分布，无明显定向构造或定向极弱，新生矿物较少。根据 原岩性质、 破碎程度、碎基含量以及重结晶程度的不同， 可将其分为构造角砾岩、 碎裂岩化 岩石、碎裂岩、碎斑岩等。1、构造角砾岩：分布较广，见于测区各脆性断裂带内，常形成宽度数米数十米的构 造角砾岩带。原岩为砂岩、灰岩、白云岩等。受构造错动破碎所致形成大小不等的棱角状岩 石角砾，部分被圆化，具角砾状构造。角砾大小多2100mm含量大于50%有时具定向性。 角砾间为变质重结晶的方解石、 石英、绢云母、 白云石、帘石等新生矿物及炭质或钙铁质充 填胶结。常见有砂岩质、粉砂岩质、灰岩质、白云质等构造角砾岩。2、碎裂岩化岩石：常常分

34、布于各脆性断裂带的边缘或外侧，岩石受力后有一定的构造 破碎，其中见网状、不规则状裂隙，破碎的岩石碎块大小不等，之间尚未发生明显位移，原 岩结构构造多有保留，具碎裂结构， 残余结构、残余构造。裂隙中多被细小泥状的碎基物质及少量新生矿物所充填。形成有碎裂灰岩、碎裂白云岩、碎裂砂岩、碎裂砾岩（图版幻-8 ）、碎裂硅质岩、碎裂板岩等。3、碎裂岩：分布于测区各脆性断裂带内，具碎裂结构、残余结构，块状构造或弱定向构造。岩石破碎程度较高，由大量1mm-数厘米大小不等的矿物碎粒、岩石碎块及粉末状、泥状物和部分新生矿物（方解石、石英、帘石等）组成。但原岩破碎后的碎块之间无发生明 显的位移。据原岩性质不同形成粉砂

35、质碎裂岩、砂质碎裂岩、灰质碎裂岩、白云质碎裂岩、 硅质碎裂岩等。4、碎斑岩： 分布较少，仅零星见于部分脆性断裂带内。比碎裂岩破碎程度更高的岩石，原岩结构、构造多以不复存在或极少残留。 由大量细小的隐晶质碎基和部分略粗的碎斑组成， 表现为碎斑结构和定向构造或似流动构造。碎斑多为长石、石英，12mm呈次棱角状、椭圆状或眼球状。如长英质碎斑岩。5、断层泥：常呈宽数厘米数十厘米的不连续透镜状分布于破碎带内。黄灰色、深灰 色-灰黑色，松散未固结。有时含炭质， 可有少量矿物碎粒、 岩石碎块或小的构造透镜体散 布其中。碎裂岩类主要是喜玛拉雅期构造活动的产物， 在喜马拉雅构造旋回， 本区所在的龙门山北段遭受由

36、北西t南东方向的强烈挤压推覆，造成侏罗系一白垩系陆相红层褶皱隆起的同 时，在测区北部形成了以推覆构造及飞来峰为特色的构造组合， 与推覆、 滑覆构造作用相伴 随的是浅表层次的脆性动力变质作用和一系列构造角砾岩及碎裂岩的形成。测区北部，即陈家山断层及其以北地区，部分北东向断裂构造（如F01- F07）常具有多期活动以及脆韧性、 脆性变形叠加的特点， 从而造成这些构造带上的后期碎裂岩系列岩石 与早期糜棱岩系列岩石相互叠加的现象，之间多无严格的界面限定。、变形变质期次测区位居龙门山北段中央断裂带附近， 属于川西变质地区、 龙门山后山变质带。 区内低 绿片岩相变质岩普遍以固态流变构造和多期构造片理特征为

37、主， 多期构造变形作用显著。 根 据南坝许家沱左坝李拱渠邓家河青里扁梨树坝公路沿线观察所知， 区内发育了 一系列呈叠瓦状逆冲推覆断层， 断面倾向北西，由浅层到深部，断面倾角由陡变缓。断裂破 碎带内岩石发生强烈破碎变形，发育有各种小构造，如：劈理、构造透镜体、节理及各种揉 皱构造。 劈理、 构造透镜体、 节理及揉皱等指示了断层受北西方向的挤压作用而向南东作逆 冲推覆剪切运动。 在这些逆冲断层之间主要为一系列两翼产状近乎平行的线型紧闭等斜倒转 的复式背、 向斜。在褶皱转折端附近由于构造置换强烈， 褶皱要素等标志一般不很明显，褶 皱的原本形态难以观察到， 仅在野外露头上表现为向北西倾斜展布的单斜地层

38、在区域内的简 单重复。在变质地层中， 多期构造变形作用形成的强度不同、 变形方式有差异的组构之间， 其优 选方位的相互交切关系显示： 岩石经受了不同期次构造变形的改造。 岩石中留下了不同变形 事件和变质条件下形成的各种变质矿物和组构， 这些矿物和变形组构的相互关系可以为区分 不同变质构造事件和期次提供依据。 因此， 根据该套变质岩地层中变形岩石应变组构的叠置 关系，结合其几何特征以及在不同变质变形期次内生成的矿物组合及先后顺序， 本区至少可 以区分出四期构造变形世代。第一期变形（D1 ）：以原始层理So为变形面，形成了一系列线性斜歪褶皱-倒转褶皱。 三叠纪晚期，由于勉略洋关闭扬子地块深部向碧口

39、地块俯冲，引起地壳表层自北西 t南东方向逆冲推覆，依次形成梨树坝、陈家山推覆体（构造带）。岩片在前进过程中受阻导致地层 产生北西南东向挤压收缩并发生褶曲而产生一系列斜歪褶皱。同时形成与轴面一致的同构造期区域透入性面理 Si。Si的产状主要稳定在 320。350 ° 40。70。之间。大多数情况下 Si与S0呈一定角度斜交，但局部也有平行者， 显示了后期劈理 Si改造S0的特点。变质岩石 中S0多有保留，但由于露头原因，仅局部地段可根据原始沉积的石英细砂岩条带或细层来 辨别，显示其为等斜倒转褶皱。关于 Di 期变形的时限，根据李佐臣等研究认为，扬子地块西北缘前陆盆地中须家河组 地层底部

40、的平行不整合与侏罗系地层底部的不整合分别代表了该期陆内俯冲的开始和结束。 同时，结合龙门山造山带北侧构造单元中有大量印支中晚期（时代集中在224205Ma ）后碰撞花岗岩出露的事实， 显然， Di 变形是由深部的陆内俯冲造山引起的表层逆冲推覆变形，其变形时代应为印支期中晚幕（T3）。期间，收缩体制下陆内俯冲变形致后龙门山地区由台 缘向造山环境转变， 在晚三叠世末以前基本形成后龙门山造山带并孕育冲断裂。同时， 在形成后龙门山造山带的过程中，梨树坝、陈家山推覆体（构造带）内的地层普遍遭受了区域低 温动力变质，形成绢云母 +绿泥石等为主要标型矿物组合的低绿片岩相的浅变质岩。在采集 的浅变质岩薄片中，

41、绢云母、绿泥石等构成的结晶片理几乎全部顺Si方向连续定向分布。部分具变余砂状结构的岩石，其中的石英等碎屑也都随S1 方向呈定向拉长。可见，本区浅变质岩的主要变质阶段与第一期变形作用几乎是同时或略晚发生，时限大致在印支期中晚幕（T3）。第二期变形（D2）：主要表现为挤压推覆及滑脱变形，这一阶段内后龙门山地区继续抬 升，成为前山带须家河组巨厚陆源碎屑岩的部分物源区。抬升地壳表层持续受北西 t南东向主应力挤压作用使原来的大型斜歪褶皱进一步发展形成紧闭倒转褶皱，同时在翼部形成一系列轴面与主褶皱轴面近一致的小型次级褶皱，最终成为轴面倾向北西的复式紧闭倒转褶皱， 并使梨树坝、陈家山推覆体内先期的轴面劈理S1 进一步强化；此期略晚受区域穹窿构造的影响致局部产生滑脱变形，在推覆体内形成以顺Si方向的石英脉为代表的伸展构造组合。在这一阶段内，伸展环境具有一定的局限性，区域上仍旧处于北西 t南东的挤压推覆的大环境中，第一期变形与第二期变形可能为递增变形的连续事件，前阶段形成的片理Si 在本阶段内继续受到强化，其方向基本与轴面劈理保持一致，本区Di 期遭受的区域低温动力变质作用也在持续， 只是所处构造部位和持续时间长短的